авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 |   ...   | 4 | 5 || 7 | 8 |   ...   | 9 |

«Введение Геофизические методы основаны на изучении естественных или искусственно созданных физических полей (магнитных, электрических, электромагнитных, тепло- вых, радиоактивности, ...»

-- [ Страница 6 ] --

Характер распределения интенсивности потемнения полос синфазности и их число в зоне синфазности отражают форму и амплитуду регистрируемых колебаний и относятся к динамическим параметрам записи. Форма и положение осей синфазности, проведенных по характерным точкам каждой зоны синфазности, соотношение между формами этих осей относятся к кинематическим параметрам. Аналогично методу НСП, процесс геофизической интерпретации георадиолокационных данных можно разделить на два этапа. Первый этап включает в себя анализ пространственно-временной струк туры радарограммы, преимущественно, с точки зрения ее упорядочения путем разбие ния на зоны синфазности. На этом этапе динамические параметры играют второстепен ную роль, так как выделение зон синфазности может быть уверенно проведено даже при одинаковых амплитудах полезного сигнала и помехи. Несмотря на то что на пер вом этапе основная задача интерпретации еще не решена, информация, получаемая в процессе его выполнения, позволяет провести классификацию имеющегося материала по типам волновой картины и тем самым осуществить своеобразное картирование ис следуемой территории. Такое картирование в совокупности с данными других методов и априорной информацией представляет самостоятельный интерес, а в отдельных слу чаях достаточно для решения поставленной задачи.

Второй этап геофизической интерпретации включает в себя сравнительный ана лиз формы различных зон синфазности, изучение тонкой структуры выделенных зон, сопоставление интенсивностей волн, составляющих эти зоны, и идентификацию волн на основе набора динамических и кинематических критериев. В качестве основных вы деляются следующие критерии (по аналогии с методом НСП).

1. Зоны синфазности однократных волн не могут пересекаться.

2. Из двух пересекающихся зон синфазности обе или одна связаны с волнами помехами.

3. Полнократные от плоских наклонных границ волны образуют веерообразную систему зон синфазности, причем тангенсы углов наклона этих зон в коорди натах [х, Т] возрастают пропорционально номеру кратности.

4. Интенсивность полнократных волн убывает быстрее, чем kn, где k – коэффи циент отражения от границы «земля-воздух», n – номер кратности.

5. Если поверхность земли имеет резкий рельеф, то особенности радиолокаци онного изображения этого рельефа будут проявляться на форме всех зон син фазности однократных волн.

6. В случае, когда локальный радиус кривизны отражающих границ сравним с глубиной до этих границ, проявляются непротяженные зоны синфазности, расположенные хаотическим образом.

7. Протяженные зоны синфазности интенсивных волн, пересекающие другие зоны, порождаются волнами-помехами (боковыми, воздушными).

8. Изменение интенсивности волн, составляющих данную зону синфазности, является следствием либо интерференции нескольких волн, либо изменения свойств вышележащей толщи, либо изменения коэффициента отражения от изучаемой границы.

Таким образом, использование динамических и кинематических критериев предполагает систематический совместный анализ параметров изучаемой волны и всех предшествующих ей волн. В условиях пологозалегающих границ особое значение при обретает сравнительный анализ деталей формы зон синфазности отдельных волн, так как именно эти детали могут выявить природу волны. На рисунке 6.15 приведен при мер геофизической интерпретации данных георадиолокационного метода.

Рис. 6.15. Результаты интерпретации георадиолокационных данных, получен ных при исследованиях поперек реки Угра (Калужская обл.) Оси синфазности, выделенные на временном разрезе (в координатах [х, Т]), со ответствуют отражающим границам раздела погребенных объектов на изучаемом уча стке (в координатах [х, z], где z – глубина залегания границы). Глубина отражающей зоны определяется по измеренному времени между первым пересечением поверхности земли и первым пересечением радиоволновым импульсом целевого объекта («время пробега» до объекта). Произведение этого времени и скорости движения импульса в среде дает глубину залегания отражающей площадки. Если скорость неизвестна из ап риорных данных, то можно воспользоваться справочной информацией и использовать средние значения скоростей для наиболее часто встречающихся типов почв и горных пород. При необходимости использования более точных значений скоростей, возможно их получение при рассмотрении объекта с известной глубиной залегания или в резуль тате дополнительных полевых измерений по специальной методике, направленной на достижение максимально достоверной оценки скорости распространения радиоволн в изучаемой среде. Таким образом, используя значения скорости, взятые либо на основе общих представлений о литологии изучаемых отложений, либо оцененные дополни тельно, можно для каждого профиля наблюдений по временному разрезу построить глубинный разрез и далее для всего участка исследований – структурные карты по не которым горизонтам, дающие представление о пространственном распределении отло жений на различных глубинах. Абсолютные значения этих глубин в ряде случаев могут отличаться от истинных.

Геологическая интерпретация материалов георадиолокационного метода прово дится после геофизической интерпретации. Как правило, на этом этапе используются материалы всего комплекса геофизических методов, применявшихся для решения зада чи. Совместный анализ результатов, полученных при геофизической интерпретации данных каждого отдельного метода и с учетом априорной информации позволяет уве ренно делать выводы о строении и свойствах геологической среды. При такой ком плексной интерпретации каждый метод дополняет и подтверждает результаты других методов, что значительно повышает достоверность полученной информации.

Заключение Использование георадиолокационного метода при решении самых разнообраз ных задач, в том числе и геотехнических наиболее эффективно в комплексе с другими геофизическими методами. Применение георадиолокационного метода в самых раз личных областях объясняется достоинствами и преимуществами этого метода по срав нению с другими методами. При благоприятных условиях проведения полевых измере ний георадиолокационным методом за очень короткое время получают большое коли чество детальной информации. Существует ряд задач, для решения которых информа ция георадиолокационного метода является достаточной, например, поиск дефектов в инженерных сооружениях. Универсальность аппаратуры позволяет регулировать глу бину исследований в зависимости от решаемой задачи. При этом разрешающая способ ность по глубине является, как правило, удовлетворительной. Время, необходимое для полевых измерений, зависит от методических особенностей выполнения работ. К дос тоинствам георадиолокационного метода относится также и то, что измерения выпол няются без нарушения поверхности исследуемой среды, как правило, одним человеком.

По скорости получения больших объемов детальных данных, удобству выполнения ра бот, простоте управления аппаратурой георадиолокационный метод является, пожалуй, самым быстрым и самым привлекательным из применяемых наземных геофизических методов.

Недостатки георадиолокационного метода ограничивают его возможности, а иногда делают применение метода нецелесообразным. Незначительное увеличение влажности исследуемой среды сильно влияет на изменение диэлектрических свойств (сильнее всего на изменение свойств пористых пород) и следовательно на параметры распространения электромагнитных волн в среде. Эти изменения вызывают уменьше ние контраста в значениях скоростей слоев, увеличение поглощения электромагнитных волн, уменьшение глубины исследований, что ухудшает качество получаемых данных и сильно влияет на возможности метода. Чем сильнее увеличение влажности, тем хуже качество получаемой информации. Аналогичное влияние оказывает повышение глини стости среды. При сильном совместном влиянии этих двух факторов вероятность полу чения данных хорошего качества весьма мала. Наличие большого количества неодно родностей в исследуемой среде сильно усложняет волновую картину и, в этом случае, выделение целевых осей синфазности является весьма сложной задачей, особенно если радарограмма содержит волны-помехи. Сильное влияние на качество исходных данных оказывают воздушные волны-помехи. При выполнении работ георадиолокационным методом в условиях городской застройки, на небольшой площади, окруженной инже нерными сооружениями влияние воздушных волн-помех может быть настолько силь ным, что даже после специальной обработки данных качество получаемых результатов не всегда удовлетворительное. Стандартная обработка данных георадиолокационного метода, как правило, требует в несколько раз больше времени, чем время, затраченное на получение этих данных. Необходимость проведения специальной обработки, еще больше увеличивает временные затраты на подготовку данных к интерпретации. Боль шие объемы данных, получаемые при работах методом георадиолокации вызывают оп ределенного рода трудности при обработке, обмене, хранении и передаче информации.

Наличие перечисленных недостатков не является в настоящее время препятст вием для применения георадиолокационного метода при решении инженерно геологических, инженерно-технических, геоэкологических, гидрогеологических и дру гих задач. Недостатки метода компенсируют наличием мощного аппарата обработки данных, использованием априорной информации и привлечением данных других мето дов, выполняющихся в комплексе с георадиолокационными исследованиями. Несмотря на то, что метод георадиолокации не является основным методом при решении некото рых задач, очень часто, при отсутствии принципиальных ограничений, его включают в комплекс геофизических методов для получения дополнительной информации о гео метрии и свойствах исследуемой среды. Присущие методу достоинства обуславливают все не убывающие потребности в применении георадиолокационного метода в самых различных областях.

Табл. 6.4.

Название Антенны (Antennas) Динамический Скорость сбо прибора диапазон (Per- ра информа МГц (MHz) ции (Scan fomance Fac tor) дБ (dB) Rate, АЦП (A/D Sample Rate) Converter) би- трасс в секун ты (bit) ду (scans/sec) 10,25,50,100,200, RAMAC/GPR 150/16 200 (750) 400,500, 800, 15,20,30,40,80,100, SIR SYSTEM- 144/16 8-64, 200,300,500,900, авто 1000, SIR-170 различные типы –/–..., 20,...

(OYO) Model GSSI pulseEKKO 110,225,450, 162/16 – 1000 900, pulseEKKO 12.5,25,50,100,200 172/16 – pulseEKKO 1Y 25,50,100,200 155/– – Ultra Wide Band Noggin 250 160/– – width Transducer 125- SUPERSCAN 100,250,500, 130/– 3D ZOND-12c 38,75,150,300, 120/– 500,900, GZ 5 150,400,1000 –/– – 16-2500 (все типы SIR SYSTEM- 144/16 8- антенн GSSI, 15) 10B (10H) (100–эффект.) (multiple chan- 10B – 4 channels nel) (10H–8) ZOND-14 – –/– – (multiple chan nel) PITHON-02 24,27,31,38,47,63,95, 120/– Табл. 6.4. (продолжение) Развание Развертка, Количество отсче- Количест- Питание прибора программи- тов в трассе (Sam- во накоп- (Power) В руемое окно лений pling, Number of (Number потребля записи (Range, Samples/Trace) of Stacks) емый ток Time Window) (Consumed отсчетов на трассу Current) А нс (ns) (Samples/Trace, Samples/Scans) RAMAC/GPR 6000 128-2048 1-32768 12 (6-14)/– SIR SYSTEM- 5-2000 128-2048, 2048 12/ авто ручн., авто SIR-170 – – – –/– (OYO) Model pulseEKKO 1-32767 – 1-2048 12/2. pulseEKKO – – – 12/1. pulseEKKO 1Y 32-2048 – 1-2048 12/– Noggin 250 50,100,150 – – 12/0. 200, SUPERSCAN 12.5-820 – – –/– 3D ZOND-12c 50-2000 128-512 1-256 12/0. GZ 5 – – – 12/– SIR SYSTEM- ручн., 5-10000, 256-8192, 12/– 10B (10H) авто авто авто (multiple chan nel) ZOND-14 – – – –/– (multiple chan nel) PITHON-02 200-3200 – – 12/0. Табл. 6.4. (продолжение) Название Частота по- Рабочая тем- Размеры Вес прибора вторения им- пература (Op- (Dimen- (Weights) пульсов (Pulse erating Tem- sions) кг Repetition Fre- perature) см градусы quency) влажность кГц (kHz) (Humidity) % RAMAC/GPR 100 –20 +50 35х25х13 4. /0- SIR SYSTEM- 64, 0 +40 29х27х14 авто 2 /0- SIR-170 – – – – (OYO) Model pulseEKKO – – 25х16х16 2. pulseEKKO – – 25х16х16 2. pulseEKKO 1Y – – – Noggin 250 – –40 +40/– 63х41х23 7. SUPERSCAN – –40 +40/0-90 33х23х17 5. 3D ZOND-12c 115 0 +40/– 35х30х5.5 3. GZ 5 100 +5 +45/– 42х26х17 SIR SYSTEM- – –10 +40/0-90 44х38х18 10B (10H) (multiple chan nel) ZOND-14 – – – – (multiple chan nel) PITHON-02 115 0 +40/– – 4- Литература к главе 6.

1. Владов М.Л., Старовойтов А.В. Обзор геофизических методов исследований при решении инженерно-геологических и инженерных задач. М., 1998.

2. Калинин А.В., Калинин В.В., Пивоваров Б.Л. Сейсмоакустические исследования на акваториях. М., Недра, 1983, 204 с.

3. Лавров В.М. Теория электромагнитного поля и основы распространения радиоволн.

М., «Связь», 1964, 368 с.

4. Никольский В.В. Электродинамика и распространение радиоволн. Учебное пособие.

Главная редакция физико-математической литературы изд-ва «Наука», М., 1978, стр. с илл.

5. Сейсморазведка. Справочник геофизика /Под ред. И.И.Гурвича, В.П.Номоконова. – М.: «Недра», 1981. – 464 с.

6. Финкельштейн М.И., Кутев В.А., Золотарев В.П. Применение радиолокационного подповерхностного зондирования в инженерной геологии. Под ред.

М.И.Финкельштейна. – М.: Недра, 1986. – 128 с.

Глава Упругие свойства горных пород 7.1.Общие сведения Упругость - одна из основных констант физических тел (Справочник геофизика, 1984.) Она связана с рядом параметров, из которых наибольшее значение для геофизи ки имеет скорость упругих волн.

Для большинства горных пород справедлив закон Гука, согласно которому малые деформации пропорциональны приложенной нагрузке. Для характеристики упругой среды используются различные константы: модуль Юнга, коэффициент Пуассона, мо дуль сжатия и некоторые другие. Модуль Юнга характеризует способность тел сопро тивляться деформациям растяжения или сжатия: Е=р (l/l), где р—нормальное растя жение;

l/l — относительное удлинение. Для горных пород Е изменяется в 0,1510-4 – 0,610-5. Коэффициент Пуассона равен абсолютному значению отношения относи тельной поперечной деформации к относительной продольной деформации: yx =y/x, zx =z/x,где x, y, z — деформации по соответствующим осям. Коэффициент Пуассо на для большинства пород меньше 0,5. Модуль сдвига определяет способность тел со противляться изменению формы при сохранении объема: G = r / a, где г — касательное напряжение;

а — угол сдвига.

Деформации, возникающие в телах под действием механических напряжений, вызывают различные по своей природе волны: продольные (Р) и поперечные (S). Про дольные волны являются следствием деформации растяжения — сжатия. Распростра нение продольной волны представляет собой перемещение в пространстве зон растя жения и сжатия, при котором частицы среды совершают колебания около своего пер воначального положения в направлении, совпадающем с направлением распростране ния волны (рис. 7.1). Поперечные волны обусловлены деформациями формы среды и могут существовать только в твердых телах. Распространение поперечной волны — это перемещение зоны скольжения слоев среды друг относительно друга: частицы совер шают колебания около своего первоначального положения в плоскости, перпендику лярной к направлению распространения волны. Каждая точка фронта продольных и поперечных волн может рассматриваться как источник элементарных волн. Понятие луча связывается с направле a нием переноса энергии волны (принцип Гюйгенса — Френе Невозмущенная среда ля). Скорость упругих волн b равна отношению длины пути соответствующей волны к Рис. 7.1.Смещение частиц при прохождении плоской времени прохождения этого продольной и плоской поперечной волн. a– продоль ная волна;

b– поперечная волна;

1– направление рас- пути. На практике широко пространения волны;

2– направление смещения час пользуются также понятием тиц;

3– излучатель.

интервального времени, рав ного времени пробега волной расстояния в 1 м. Интервальное время выражается обыч но в микросекундах на метр.

Связь скоростей продольных и поперечных волн с другими константами упру гости определяется следующими соотношениями:

E (для продольных волн), Vp = (1 + )(1 2 ) E ( для поперечных волн), Vs = 2 1 + где — плотность.

Отношение скоростей продольных и поперечных волн описывается уравнением V p Vs = 2(1 ) (1 2 ) После подстановки в данное уравнение средних значений упругих констант для горных пород получаем VP / VS = l,73. Таким образом, продольные волны распространяются приблизительно в 1,73 раза быстрее, чем поперечные. Для конкретных условий верхней части геологического разреза величина этого соотношения может испытывать значи тельные колебания, что нередко служит диагностическим признаком особенностей строения геологической среды.

Модуль Юнга может быть определен через другие константы по формуле, E = Vs2 ( 3V p 4Vs2 ) (V p Vs2 ) 2 а коэффициент Пуассона = (V p 2Vs2 ) 2(V p Vs2 ) 2 Для модуля сдвига имеем:

G = Vs2 = E 2(1 + µ ) На свободной поверхности среды возникает особый вид колебаний, называемый поверхностными волнами (волнами Релея). При прохождении подобного рода волн (обозначаемых буквой R) частицы среды перемещаются по траекториям, близким к эл липтическим. Установлено, что VR0,9•VS. Кроме того, при проведении сейсмометри ческих исследований пользуются рядом других скоростных параметров геологической среды: граничными, пластовыми, средними, эффективными и лучевыми скоростями. С этими понятиями можно ознакомиться в специальных руководствах (Гурвич, Боганик, 1980).

В условиях естественного залегания пород скорости определяются: на поверх ности земли путем регистрации прямых, отраженных или преломленных сейсмических волн, в скважинах при помощи акустического или сейсмического каротажа и в горных выработках, в которых возможно осуществлять различные приемы наблюдений как не посредственно по их стенкам, так и путем просвечивания между ними. Однако во всех этих случаях нахождение скоростей требует специальной, порой весьма сложной обра ботки материалов наблюдений.

Скорости сейсмических волн в горных породах наименьшие для рыхлых, возраста ют в пластических и максимальные в скальных. Для верхней части геологического раз реза диапазон изменения VP равен 200 — 7500 м/с, а скорости VS меняются в пределах 100—4500 м/с. Конкретные данные о скоростях в основных разновидностях пород, с которыми приходится иметь дело в инженерной геофизике, приводятся на диаграммах (рис. 7.2).

7.2.Факторы, определяющие скорости распространения сейсми ческих волн.

Скорости распространения сейсмических волн в горных породах зависят от со отношения и распределения различных слагающих их минералов, объемов и форм пор, степени их заполнения жидкой и газообразной фазами, явлений на поверхности раздела фаз, давления, температуры и других факторов. Роль этих факторов была предметом длительного теоретического и экспериментального изучения ряда исследователей (Го ряинов, Ляховицкий, 1979).

7.2.1.Роль вещественного состава и характера структурных связей.

Скорость продольных волн V, м/с Скорость поперечных волн Vs,м/с p Породы 100 200 100 200 500 1000 2000 500 1000 2000 5000 Почвенный слой Пески чистые различной зернистости Пески с примесью глинис того материала ( до 5 %) Супеси Суглинки Глины Галечники чистые (промытые) Скальные породы Скальные трещиноватые породы Насыпные грунты Лед пресноводный (тем пературы от -1до -25 С) Вода пресная (тем пературы от 0,5 до 25 С) Воздух 1 Рис. 7.2. Скорости упругих волн в горных породах. 1 – в сыпучих песках;

2 – в условиях естественной влажности;

3 – в условиях полного водонасыщения.

Компоненты основного состава горных пород характеризуются более высокими значениями скоростей, чем кислые (рис. 7.3). Эффузивные разности, как правило, име ют несколько меньшие скорости, чем их интрузивные аналоги. Для кислых пород ха рактерно повышение скоростей по мере увеличения их возраста. Это обстоятельство объясняется тем, что породы, содержащие значительное количество кварца, имеют свойство сжиматься. Поэтому древние их разности как бы «запоминают» те высокие давления, под которыми они некогда находились. В основных породах повышение ско рости с увеличением возраста хотя и проявляются но в меньшей степени, чем в кислых.

Увеличение содержания кальцита б a Vp,км/с Vp,км/с в карбонатных породах приводит к за- 0. метному повышению скоростей. Напро 2 0. тив глинистые известняки и доломиты характеризуются наравне с сильнопори- 0. 50 n,% 10 20 n,% стыми разностями этих отложений наи Рис.7.3. Влияние пористости пород на вели более низкими скоростями. Как указы- чину VP. Зависимость VP от: а – пористости вают авторы работы (Горяинов, Ляхо- для консолидированных пород, б – порис тости для рыхлых пород. 1 – доломит, 2 – вицкий, 1979) при одинаковых пористо- известняк, 3 – песчаник, 4 – песок, 5 – рос сти и влажности в монтмориллонитовых сыпь стеклянных шариков, 6 – каменная россыпь глинах VP больше, чем в гидрослюдистых и особенно каолинитовых. Объяснение этого феномена следует, видимо, искать в том, что монтмориллонит способен связывать наи большее количество воды, которая имеет ряд специфических свойств До некоторой степени упругие свойства горных пород зависят от минерализации воды и льда, запол няющих поры и трещины.

Статистическая обработка большого числа как лабораторных, так и натурных наблюдений позволяет прийти к выводу что скорости тесно связаны с плотностью гор ных пород, возрастая с увеличением последней. В среднем для всех типов пород эта зависимость определяется регрессионной связью =0,23•VP0,25. Приведенное соотно шение можно использовать для приближенной оценки плотности пород по их скорост ным характеристикам, полученным, например, в буровых скважинах в результате про ведения акустического каротажа.

Скорости как продольных, так и поперечных волн в значительной степени опре деляются характером структурных связей горных пород. Наибольшие скорости наблю даются в консолидированных скальных породах с типичными для них жесткими связя ми. Все виды упрочнения этих связей (например, вследствие метаморфизма) приводят Таблица 7.1. Скорости упругих волн в намытых песках.

Время, прошедшее с момента VP м/с VS м/с намыва песка.

2 месяца 250 5 лет 320 15 лет 700 к повышению скоростей. Напротив, если связи распадаются, то скорости снижаются.

Более низкие скорости, чем в скальных, наблюдаются в глинистых породах, свя зи в которых определяются водно-коллоидным взаимодействием. При этом может быть отмечено несколько заниженное отношение VP/VS. Самые низкие скорости в крупнооб ломочных и песчанистых породах. Имеются многочисленные примеры роста скоростей по мере возникновения связей в искусственных грунтах (табл.7.1).

Роль пустотности горных пород. Для всех типов горных пород характерно уменьшение скоростей по мере увеличения пустотности. Изучение зависимости скоро стей от пористости для консолидированных и рыхлых пород (см. рис. 7.3) подтвержда ет это положение.

Представляется практически важным установить теоретические зависимости между рассматриваемыми параметрами. В начале главы мы уже говорили о возможно сти расчета физических свойств горной породы, исходя из так называемой пластинча той (объемной) ее модели. Толщина условных пластинок соответствует объемной доле компонент, слагающих данную породу. Весь ее минеральный скелет (матрица) собира ется в объем «М», а заполнитель всех пор — в объем «П». Вилли и другие авторы предположили, что упругая волна проходит последовательно сквозь эти объемы, в со ответствии с чем, времена пробега складываются на основании принципа их суперпо зиции. Из такого модельного представления получено выражение, известное в сейсми ческой литературе под названием «уравнения среднего времени»:

1 V П = (1 п ) VC + п VЗ где Vп Vc и VЗ — соответственно скорости продольных волн в горных породах, скелете (матрице) и заполнителе, а п — пустотность (пористость, трещиноватость).

Это уравнение представляют также в форме, более удобной для вычисления пустотности п=(tп-tc)/(tз-tс) в которойtп, tc, tз — интервалы времени прохода волн в породе, скелете и заполни теле. Таким образом, измерив скорости или время прихода упругих колебаний в изу чаемых породах и задавшись по табличным данным соответствующими значениями скоростей или времен в минеральном скелете для данного типа породообразующих ми нералов и в заполнителе (вода, воздух), можно с достаточной степенью точности опре делить пустотность. Положение осложняется при глинистости пород и смешанном ха рактере заполнителя. В некоторых случаях преодолеть эти трудности помогают специ альные поправочные коэффициенты, получаемые, главным образом, эмпирическим пу тем. Нужно иметь в виду, что при оценке скоростных характеристик трещиноватой среды (в отличие от их оценки для пористой породы) большое значение имеет угол встречи волн с простиранием трещин.

Зависимость скоростей распространения поперечных волн от пустотности изу чена недостаточно. Однако представляется обоснованным утверждение, что VS умень шается с возрастанием пустотности в большей степени, чем Vp. При этом в разных диа пазонах пустотности отношение Vp / VS существенно меняется для различных типов по род и характера заполнителя пор и трещин.

7.2.2.Роль заполнителя пор и трещин.

Для инженерной сейсмики большое значение имеет зависимость скоростей про дольных и поперечных волн от степени и особенностей заполнителя пустот. В этом от ношении наиболее интересна роль поровой влаги. При увеличении влажности скоро сти продольных волн меняются незначительно вплоть до момента полного водонасы щения, когда они резко возрастают (рис. 7.4). Эта закономерность наиболее четко про слеживается для крупнообломочных и песчанистых пород, в которых при полном их водонасыщении Vp в несколько раз (иногда в 5 — 8) выше, чем при воздушном запол нителе пор. Напротив, в консолидированных породах, в связи с их незначительной по ристостью, даже полная замена находящегося в порах воздуха на воду не дает заметно го увеличения скоростей.

В глинистых породах зависимость Vp =f() носит Vp,м/с сложный характер. При увеличении влажности Vp возрастает до определенного предела, различного для глин неодинакового состава, после чего начинает не- сколько снижаться (Горяинов, Ляховицкий, 1979).

Эксперименты показывают, что возрастание скорости 80,% 0 20 40 наблюдается до момента достижения максимальной Рис. 7.4. Скорость Vp как молекулярной влажности — четко выделяемого со- функция водонасыщенности песков (по Горяинову и Ляхо стояния для глин определенного минералогического вицкому 1979). Диаметр час состава (оно характеризуется количеством связанной тиц песка:1— 1 мм. 2—0,1 мм воды, содержащейся в грунте под действием поверхностных сил притяжения). Таким образом, заполнение перового пространства связанной водой оказывается далеко не тождественным увеличению содержания свободной воды. При полном заполнении пор Vp возрастает в глинах скачком с меньшей, однако, амплитудой, чем в крупнообломоч ных породах и песках. Специфическая зависимость скоростей продольных волн от влажности дает возможность использовать сейсмометрию в качестве надежного спосо ба определения глубины залегания подземных вод в разнохарактерных рыхлых и от части глинистых породах.

В полном согласии с их физической природой поперечные волны не распространя ются в жидкой среде, в результате чего изменение влажности не оказывает практически никакого влияния на Vs даже при переходе рыхлых пород в состояние полного водона сыщения. Таким образом, уровень грунтовых вод не является сейсмической границей для поперечных волн, что служит дополнительным критерием правильности индикации этого уровня в качестве преломляющей границы для волн Vp.

Образование льда в поровом пространстве горной породы оказывает значительное влияние на скорости как продольных, так и поперечных волн. Повышение льдистости приводит к постепенному, причем довольно быстрому увеличению Vp до значений, со ответствующих полному заполнению пор льдом. При этом скорости в льдонасыщенных рыхлых породах оказываются нередко более высокими, чем в ее минеральном скелете.

Величина VS c увеличением содержания льда также возрастает, однако несколько мед леннее, чем Vp. В результате отношение Vp / VS c увеличением льдистости меняется от 0,6—0,7 до 0,5—0,6 (Горяинов, Ляховицкий, 1979).

7.2.3.Роль давления.

С увеличением давления, что в известной мере эквивалентно увеличению глу бины залегания горной породы, скорости как продольных, так и поперечных волн воз растают по закону V=p, где р — давление, и — численные коэффициенты, не сколько меняющиеся для различных видов пород. При отсутствии конкретных данных принимают =1, а =1/6.

Увеличение скорости с повышением давления вызывается уменьшением объема пор и трещин, а также повышением «жесткости» контактов между минералами и зер нами, слагающими породу. Характерно, что возрастание скорости, рассчитанное теоре тически для моделей, образованных сферическими частицами, оказывается ниже, чем измеренное практически в природных условиях. Это отклонение связано с тем, что ре альные зернистые среды состоят из частиц, отличающихся по форме от сфер, для кото рых выполнены теоретические расчеты. При повышении давления между частицами со сложными поверхностями увеличивается число контактов, возрастают и скорости. Этот процесс подключения «контактов» особенно ярко проявляется в начальной стадии уп лотнения, т. е. при малых давлениях (глубинах), которые больше всего и интересуют специалистов в области инженерной геофизики. Поскольку увеличение скорости с по вышением давления связано прежде всего с изменением структуры породы, то давле ние, действующее на скелет породы, можно рассматривать в качестве фактора, опреде ляющего величину этого увеличения. Если поровая жидкость сама находится под дав лением p (внутрипоровое давление по терминологии механики грунтов), то на по ПОР вышение скорости влияет разность давлений р между внешним pСТ (геостатическим) и внутрипоровым давлениями.

В природных условиях напряжения могут меняться не только по глубине, но и в горизонтальном направлении, причем эти напряжения по своей величине могут значи тельно превышать вертикальные. Естественно предположить и практика это подтвер ждает, что такие горизонтальные изменения напряжений скажутся на скоростях рас пространения упругих колебаний.

7.2.4.Роль температуры.

Изменение температуры в области положительных значений мало сказывается на скоростных параметрах геологической среды. При отрицательных температурах они превращаются в основной фактор, влияющий на скорость как продольных, так и попе речных волн.

Упругие свойства мерзлых пород, в первую очередь, определяются соотношени ем лед — незамерзшая вода и их криогенной текстурой. С понижением температуры упругие модули всех горных пород растут примерно по логарифмическому закону, но при разном градиенте этого роста. Образование внутрипорового льда приводит к уменьшению их сжимаемости, что сопровождается повышением жесткости и консоли дации пород и как следствие — к возрастанию этих модулей.

В результате экспериментов на образцах пород с массивной криогенной тексту рой отмечено значительное повышение скоростей по мере понижения отрицательных температур. При этом как абсолютные значения скоростей, так и градиенты их роста сильно различаются между собой. Так, например, для песков при переходе через 0°С наблюдается скачкообразное увеличение скорости в 4 — 5 раз, что является следствием замерзания в порах большей части свободной воды. При наличии в песке некоторого количества глинистых пропластков скачок скоростей оказывается примерно в 2 раза меньшим. В тонкодисперсных породах (глинах) с характерным для них значительным содержанием гигроскопической влаги при переходе через 0°С наблюдается увеличение скоростей всего лишь на 10—20%. При более низких температурах по мере постепен ного промерзания связанной воды скорости в глинах возрастают с большим градиен том, чем в песках. Отмечается аналогия в процессе нарастания скоростей упругих ко лебаний и электрических сопротивлений, хотя увеличение последних происходит зна чительно более интенсивно.

Скорости распространения упругих волн возрастают по мере заполнения пор водой. Это связано главным образом с уменьшением содержания газовой составляю щей и повышением роли льда как цементирующей компоненты дисперсной породы. В случае шлировой текстуры мерзлых пород отмечается значительная анизотропия VP, достигающая в некоторых случаях 2,5.

Литологическое расчленение пород по скоростным признакам обычно затрудне но, так как этот параметр в большей степени зависит от влажности и температуры, чем от литологии. Однако при фиксированной температуре различие в скоростях может оказаться достаточным для выделения некоторых литологических разностей (в частно сти, песка).

7.3. Коэффициент поглощения.

Для характеристики геологической среды помимо скоростей распространения продольных и поперечных волн и их отношения важно знать коэффициент поглощения, который так же, как и скорости, нужно рассматривать раздельно для волн VP и VS.При изучении некоторых явлений, связанных с нарушенностью горных пород, этот па раметр оказывается даже более информативным, чем скорость.

Коэффициент поглощения плоской волны в однородной среде определяется из x соотношения А(Х) =A(0)e, где А(0) — амплитуда волны в.некоторой фиксированной точке;

А{Х)— амплитуда волны на расстоянии Х от этой точки;

—коэффициент по глощения, характеризующий степень отличия реальной среды от идеально упругой мо дели, подчиняющейся закону Гука. Если волна не является плоской, то изменение с расстоянием ее амплитуды связано не только с неупругостью среды, но и с расхожде нием фронта волны. Для неоднородной среды изменение амплитуды может быть след ствием рассеивания энергии на неоднородностях. В некоторых случаях используют производный параметр, так называемый декремент поглощения, соответствующий по глощению энергии на отрезке пути, равном длине волны. На рис.7.5 приводятся значе ния коэффициента поглощения, а также диапазон его изменения для различных групп пород. В силу технической сложности определения этого параметра и вытекающего отсюда сравнительно небольшого числа наблюдений приводимые данные носят при ближенный характер.

В отличие от скоростей распространения упругих колебаний, мало зависящих от их частоты, коэффициенты по р,м - Породы -5 -4 -3 -2 -1 глощения P 10 10 10 10 10 10 иS тесней Магматические, шим образом связаны с метаморфические этой характеристикой.

Скальные, осадочные Можно говорить о том, что Песчано-глинистые горные породы действуют по существу как низкочас Рыхлые тотный фильтр, в результа Рис. 7.5. Диапазон изменения коэффициента поглощения те чего. почти линейно S волн P для различных пород (при частоте от 50 до повышается с увеличением 100 Гц) частоты, P и S в горных породах возрастают в следующей последовательности:

скальные глинистые рыхлые. При этом величина S обычно в несколько раз пре вышает значение P. Так же, как и на скорость, на величину коэффициента поглощения влияют вещественный состав пород, характер структурных связей в них, свойства за полнителя пустот и давление. Поглощение упругих волн в мерзлых породах ниже, чем в талых. Так, на частоте 30—200 кГц при температурах от минус 1 до минус 2 °С оно составляет от 0,01—0,1 до 0,3 см-1, в то время как в талых образцах поглощение значи тельно больше (Якубовский, 1980).

Литература к главе 7.

1. Огильви А.А. Основы инженерной геофизики.– М.: Недра, 1990.-501с.

2. Гурвич И.И., Боганик П.Н. Сейсмическая разведка.– 3-е изд.–М.: Недра, 1980.– 324 с.

3. Справочник геофизика. Физические свойства горных пород и полезных ископаемых.

– М.: Недра, 1984.- 455 с.

4. Якубовский Ю.В. Электроразведка.– М.: Недра, 1980.– 300 с.

5. Горяинов Н.Н., Ляховицкий Ф.М. Сейсмические методы в инженерной геологии.– М.: Недра, 1979.– 143 с.

Глава Возможности магниторазведки при обследовании трубопроводов 8.1. Введение Магнитометрическая или магнитная разведка (сокращенно магнитораз ведка) - это геофизический метод решения геологических задач, основанный на изучении магнитного поля Земли. Наряду с астрономией и геодезией наука о земном магнетизме имеет наиболее длинную историю развития. Согласно дан ным китайских летописей первое упоминание о существовании магнитного по ля у некоторых тел и присущим им полярности датируется 1000 лет до н.э. Еще в XIII-XIV веках были созданы первые магнитометрические приборы в виде компасов для морских исследований, а уже к XVII веку появились первые тео ретические работы Гильберта установившие не только связь магнитного поля Земли с ее внутренним строением, но распределение магнитного поля, как в пространстве, так и во времени.

Началом современного этапа развития науки о земном магнетизме явля ются созданная XIX веке Гауссом «Общая теория земного магнетизма» и разра ботанный Симоновым И.М. «Опыт математической теории земного магнетиз ма». Важным теоретическим результатом этих работ явилась возможность представить магнитный потенциал и его производные для любой точки на по верхности земного шара как функцию координат широты и долготы, разложен ную в ряд по шаровым функциям. Примерно в этот период за рубежом накапли вается опыт производства магнитных съемок с помощью магнитометра Тибер га-Талена, созданного в Швеции для поиска, разведки и количественных под счетов запасов магнитных руд. Начало двадцатого столетия характеризуется быстрым накоплением и систематизацией материалов о распределении элемен тов земного магнетизма на поверхности земного шара и появление первых ми ровых карт «полной силы» геомагнитного поля, вертикальной составляющей, магнитного склонения и наклонения. Одновременно с этим получают широкое распространение методы использования магнитных съемок для практических целей. В России в 1902 году были проведены первые магнитные съемки с целью поиска железных руд на Урале и в Западной Сибири. В 1916-1917 годах с по мощью магнитной съемки была обнаружена Курская магнитная аномалия, по зволившая выявить огромные залежи железных руд, расположенных на глуби нах 150-200 метров. С этого момента магниторазведка занимает лидирующую позицию для решения важных задач развития народного хозяйства и индуст риализации нашей страны. Одновременно с накоплением опыта работ и разви тием методики магнитной съемки совершенствуется и разрабатывается магни тометрическая аппаратура, повышение точности которой резко увеличивает круг задач, которые могут решаться магниторазведкой. Поэтому уже в 1930 го ду магнитный метод стал активно использоваться для поиска слабомагнитных руд: бокситов, марганца, бурого железняка и других полезных ископаемых. В течении следующих десятилетий магниторазведка доказала свою состоятель ность для решения геологического картирования и поиска алюминиевых руд, цветных металлов нефти и газа, редких и благородных металлов, месторожде ний алмазов, месторождений пьезооптических минералов и т. д.

Накопленный богатейший опыт практических и теоретических знаний о магнетизме Земли и способах его применения позволил магниторазведке актив но внедриться в смежные области знаний такие как археология, экология, ин женерная геология, дефектоскопия материалов, медицина и т.д. Современный этап развития человеческой цивилизации выдвигает на первый план огромный спектр инженерно-геологических задач, связанных с изучением воздействий антропогенно - техногенной нагрузки на окружающую среду и рисков возни кающих от результатов этой деятельности. Наибольшую опасность представля ют газопроводы и нефтепроводы протягивающиеся на десятки тысяч километ ров и представляющие реальную угрозу с точки зрения возможных аварийных ситуаций. В задачу авторов входит изучение возможностей магниторазведки в комплексе с другими методами для оперативной оценки состояния нефтегазо проводов, нарушение целостности которых может привести к значительному материальному и экологическому ущербу.

Особенностью целевых объектов (труб) является то, что они сделаны из различных марок стали, являющихся сильномагнитными материалами, или в терминологии классической физики чистыми ферромагнетиками, которые не встречаются в геологических объектах, поэтому, несмотря на весь богатейший опыт магнитометрии в геологии, в приложении к решению такого задач он практически не применим. Скорее всего задача изучения состояния газонефте проводов ближе всего к задачам магнитного анализа и дефектоскопии магнит ных и немагнитных материалов, получившим развитие в СССР с начала тридца тых годов. Магнитный анализ подразумевает совокупность методов качествен ного и количественного анализа той или иной магнитной характеристики для определения пригодности данного материала для использования в производст ве. С момента возникновения магнитный анализ имеет существенное преиму щество перед традиционными химическим и металлографическим, т.к. не тре бует разрушения испытуемого образца. В России наибольшее распространение получили методы в основе которых лежит регистрация аномального магнитного потока вызванного внешними дефектами испытуемых труб (метод Нейтфельда и Квинке, метод АЕG, метод Эрда и др.) (И.В. Антик и др., 1939), современные модификации которых применяются и сейчас. Совершенно ясно, что подобные способы хороши только на этапе проверки труб перед их непосредственной эксплуатацией. С другой стороны известны методы диагностирования техниче ского состояния отдельных магистральных трубопроводов отечественными и зарубежными фирмами с использованием прогонов ультразвуковых или маг нитных снарядов - дефектоскопов. Однако эти работы относятся к дорогостоя щим методам и не могут быть использованы для диагностирования текущего состояния труб. В настоящее время в условиях экономического кризиса стоит задача разработки новых мобильных экономичных методов диагностики трубо проводов. Магниторазведка относится именно к этой группе. Поэтому авторы впервые осуществляют попытку разработать теоретическую, методическую и интерпретационную базу для решения задач магнитной дефектоскопии труб, находящихся на глубинах 1-3 метра в условиях латеральной и вертикальной не однородности вмещающей среды.

8.2. Сущность магнитного метода Изложение физической сущности магнитного метода, следует начать с того, что вокруг земного шара существует магнитное поле напряженность кото рого меняется от 33000 нТл до 66000 нТл. Распределение магнитных силовых линий на поверхности Земли в первом приближении соответствует распределе нию силовых линий диполя, ось ко- Ось вращения Угол наклона Северный географический магнитной оси полюс торого составляет с осью вращения Южный магнитный Воображаемый Земли 11.5 градуса (рис. 8.1). полюс магнитный диполь В учении о земном магнетизме S вектор индукции магнитного поля N принято рассматривать по состав ляющим прямоугольной системы ко ординат (рис.8.2), в которой ось x го- Рис.8.1. Схема магнитного поля Земли.

ризонтальна и направлена на географический север, ось y также горизонтальна и направлена на восток, ось z вертикальна и направлена вниз.

В отличие от физики магнитную индукцию в магниторазведке принято обозначать символом Т. Составляющие вектора Т по осям соответственно на зываются северной X, восточной Y и вертикальной Z. Проекция вектора Т на горизонтальную плоскость называется го- x ризонтальной составляющей Н.

H X H= X 2 + Y2.

Угол, образуемый составляющей Н D и осью x, называется склонением и обо- I y Y значается D. Угол между плоскостью xy и вектором Т называется наклонением и обозначается I.

При магнитометрических исследо ваниях измерения, как правило, проводят Z ся на участках несравнимо малых по от ношении к размерам Земли. Магнитное поле условного диполя (см. рис. 8.1) в z пределах исследуемых участков считается Рис.8.2. Элементы магнитного поля постоянным. Его называют нормальным магнитным полем.

Изучаемые объекты и вмещающие их породы, намагнитившись магнит ным полем создают вокруг себя и на поверхности земли аномальные поля, ко торые, складываясь с нормальным полем искажают его и создают общее сум марное искаженное магнитное поле. Таким образом, на поверхности Земли по лучаются аномалии, которые служат указателем скопления наиболее магнитных целевых объектов. Измеряя специальными приборами - магнитометрами на по верхности земли отдельные элементы суммарного магнитного поля, а затем вы читая из них значения нормального поля можно в чистом виде получить ано мальное поле, связанное с целевым объектом, например, трубой. Анализируя это поле можно сделать заключение о месте расположения, глубине залегания и магнитных характеристиках трубы. Однако любой целевой объект всегда рас положен во вмещающей среде, которая также обладает своими магнитными ха рактеристиками и тоже формирует аномальное магнитное поле. Таким образом, измеряя на поверхности земли, мы всегда будем иметь дело с уже искаженным суммарным полем, являющимся векторной суммой нормального и аномального магнитного поля, созданного целевым объектом и вмещающей средой. Поэтому процесс магнитной съемки в первой своей части сводится к отысканию и выде лению аномалий только от целевого объекта, т.е. выполнению самой магнитной съемки, а во второй части к интерпретации полученных аномалий, т.е. опреде лению параметров целевого объекта.

Магнитные наблюдения производят либо по профилю, либо по системе профилей, расположенных в пределах изучаемой площади. Шаг по профилю и расстояние между профилями формируют сеть наблюдений и определяются по ставленной задачей. Сеть наблюдений создается и закрепляется на местности до начала магнитной съемки в ходе обязательных топогеодезических работ.

8.3. Теоретические основы 8.3.1. Уравнения Максвелла Явление магнетизма было открыто еще в древности, но не в виде маг нитного поля токов, а в виде магнитного поля так называемых естественных по стоянных магнитов. Долгое время считали, что источниками магнитного поля естественных магнитов, а также иных тел, которые в присутствии этих магни B тов приобретали магнитные свойства, являются магнитные заряды двух знаков (модель Кулона). После открытия Эрсте- Рис. 8.3. Идеализированное пред ставление амперовых (связанных) дом магнитного поля токов и последую- токов в намагниченном веществе, помещенном в магнитное поле.

щих исследований ряда других физиков была установлена полная эквивалент ность между свойствами магнитных полей токов и магнитов. По теореме Ампе ра магнитное поле замкнутого постоянного тока можно рассматривать как поле магнитных зарядов - положительного и отрицательного, попарно образующих магнитный диполь. На этом основании Ампером была высказана гипотеза мо лекулярных токов, согласно которой источниками магнитного поля в случае магнитов являются электрические токи. Но токи эти не макроскопические (сво бодные токи), а микроскопические (связанные токи), циркулирующие в преде лах отдельных молекул вещества (см. рис.8.3). После открытия электронной структуры атома эта гипотеза получила прочное обоснование.

Подобно тому как электрическое поле характеризуется с помощью век торной величины Е, которая называется напряженностью электрического поля, для характеристики магнитного поля вводят векторную величину В, которую по историческим причинам называют магнитной индукцией (правильнее было бы по аналогии с Е назвать эту величину напряженностью магнитного поля).

Такое несоответствие в названиях побудило Э. Парселла в книге «Элек тричество и магнетизм» при описании магнитного поля отказаться от использо вания терминов напряженность и индукция. Мы считаем это разумным и будем использовать термин магнитное поле В.

Запишем уравнения Максвелла, описывающие стационарное магнитное поле:

divB = 0, (1) rotB = µ 0 j, (2) где: µ 0 -коэффициент пропорциональности, называемый магнитной постоянной.

Первое уравнение утверждает, что магнитное поле не имеет источников (магнитных зарядов), второе показывает зависимость магнитного поля от плот ности тока. Сразу же отметим, что под плотностью тока мы подразумеваем плотность связанного тока, а не свободного. Поэтому для строгости в уравнение (2) добавим соответствующий индекс:

(2') rotB = µ 0 j связ.

Итак, уравнения (1) и (2') полностью описывают магнитное поле В в лю бой точке пространства.

Перейдем теперь к рассмотрению магнитных свойств разных веществ, помещенных во внешнее магнитное поле В. Под действием этого поля магнит ные моменты молекулярных токов веществ начинают определенным образом ориентироваться - происходит процесс намагничивания. Ориентировка элемен тарных магнитных моментов зависит от магнитных свойств вещества. Эти свой ства можно характеризовать отношением магнитного момента к приложенному полю. Это отношение называется магнитной восприимчивостью:

J = µ0, (3) B где: J - магнитный момент единицы объема или намагниченность.

В формуле (3) J и B являются векторными величинами, причем, как бу дет показано ниже, не обязательно коллинеарными, поэтому в общем случае - тензор.

По магнитным свойствам вещества можно разделить на три класса: диа магнетики, парамагнетики и ферромагнетики. У диамагнетиков ( 0, ~10-5 ед.

СИ) атомы приобретают магнитный момент противоположный направлению поля. Типичными представителями диамагнетиков являются инертные газы, практически все органические соединения и ряд металлов, например, чистая медь. Для парамагнетиков ( 0, ~10-2 10-5 ед. СИ) магнитные моменты атомов стремятся ориентироваться вдоль внешнего поля. Типичными парамагнетиками являются щелочные металлы, соли редких земель и элементов группы железа.

Строго говоря, диамагнетизм является свойством каждого атома и молекулы.

Если вещество притягивается магнитом, это обозначает преобладание над диа магнетизмом другого, более сильного явления, обуславливающего притяжение.


Остановимся более подробно на явлении ферромагнетизма, т.к. этим свойством обладает подавляющее большинство объектов, о которых идет речь в этой книге. К ферромагнетикам относятся железо, никель, кобальт и многие сплавы. Ферромагнитные вещества выделяются по высоким значениям магнит ной восприимчивости ( 0) и по сложной зависимости намагниченности от намагничивающего поля, температуры и формы тела. Свойства ферромагнети ков проявляются до критической температуры (точка Кюри), выше которой они превращаются в парамагнетики.

В современном учении о магнетизме ферромагнетизм объясняется нали чием областей спонтанного намагничения, называемых магнитными доменами, в границах которых магнитные моменты атомов имеют одинаковое направле ние. Если ферромагнитный материал не намагничен, то суммарный магнитный момент тела равен нулю вследствие хаотического распределения результирую щих моментов доменов. Намагничивание ферромагнетика под действием внеш него поля происходит вследствие увеличения объемов доменов, намагниченных по направлению поля - эта намагниченность называется индуцированной (Ji).

Намагниченность, приобретаемая ферромагнитным телом в некотором магнит ном поле В, зависит от температуры, при которой происходит намагничивание этим полем. Если температура вещества сначала повышается до точки Кюри, а затем снова падает, то оно приобретает термоостаточную (Jrt) намагниченность, т.е. начинает обладать собственным магнитным полем. Помимо термоостаточ ной существуют и другие виды остаточной намагниченности, однако, примени тельно к объектам нашего исследования мы можем ими пренебречь.

Таким образом полная намагниченность (J) равняется сумме термооста точной и индуцированной намагниченностей.

Потенциал магнитного поля Теперь, когда о магнитном поле мы знаем достаточно много, решим сис тему уравнений (1) (2). Аналогично тому как при вычислении электрического поля вводится скалярный потенциал ( E = grad ), мы тоже можем вос пользоваться понятием скалярного потенциала (Кудрявцев, 1998). Однако кроме скалярного магнитное поле имеет еще и векторный потенциал. Такое различие связано с природой возникновения полей Е и В.

Итак, введем понятие векторного потенциала:

B = rotA, (11) где A - векторный потенциал.

rot(rotA ) = µ 0 j (12) Используя тождество векторной алгебры: ( rot rota = grad diva 2 a ).

grad divA 2 A = µ 0 j (13) Таким образом, векторный потенциал устанавливается с точностью до градиента произвольной скалярной функции. Чтобы обеспечить однозначность определения A, надо ввести ограничения на divA. Положим divA = 0, (14) тогда (13) примет вид:

2 A = µ 0 j. (15) Каждая проекция Аx, Аy, Аz (являясь скалярной величиной) удовлетворя ет уравнению Пуассона:

2A x 2A x 2A x + + = µ 0 j x (16) x 2 y 2 z Решением уравнения Пуассона (16) должно служить выражение:

jx (x 2, y 2, z 2 ) µ A x ( x1, y1, z1 ) =, (17) dV 4 V r где индекс «1» принадлежит точке, в которой определяется потенциал, индекс «2» - области возбудителя магнитного поля;

а r12 - радиус вектор.

Компоненты A y и A z должны удовлетворять аналогичным формулам, поэтому мы можем их объединить в:

( ) µ ( ) j x2, y2, z A x1, y1, z1 = (18) dV 4 V r Записанный таким образом векторный потенциал полностью согласуется с нашим допущением (14). Действительно, согласно уравнению Кирхгофа, divj = 0, отсюда дивергенция объемного интеграла в (18) обращается в ноль.

Вычисляя ротор векторного потенциала, находим соотношение для магнитного поля В:

µ0 jr ( ) B x 1, y 1, z1 = (19) dV 4 V r Магнитное поле элементарной петли с током, поле полу бесконечного соленоида В этом разделе мы рассмот- z рим магнитные поля двух основных A Ay Ax элементов, обозначенных в заглавии, и в дальнейшем с их помощью опи r шем магнитные поля тел произволь- y ной формы. Начнем с вычисления m магнитного поля, создаваемого эле x j ментарной петлей площадью S с то Рис. 8.4. Элементарная петля с током, ком j (см. рис. 8.4). Под словом расположена в начале координат. В лю «элементарная» мы подразумеваем, бой точке, далекой от петли, А представ ляет собой вектор, параллельный плос что нас интересует поле на расстоя кости xy и касательный к окружности с ниях много больших площади петли. центром на оси z.

Воспользуемся понятием векторного потенциала А. В ряде книг (Парселл, 1993;

Фейнман, 1966), показывается, что векторный потенциал элементарной петли с током направлен перпендикулярно к плоскости, содержащей r и нормаль к плоскости петли, а его модуль равен:

µ 0 j S sin A= (20) 4 r Существенным является тот факт, что потенциал зависит от произведе ния силы тока на площадь петли, а значит форма петли не имеет значения. На зовем выражение (µ 0 4 ) j S дипольным магнитным моментом петли и обо значим его через m. Дипольный магнитный момент является вектором, направ ленным по нормали к плоскости петли. Положительное его направление связано с направлением движения тока по правилу правой руки. Исходя из этого, фор мулу (20) можно представить в виде:

m sin A=, (21) r а так как r 2 = x 2 + y 2 + z 2 и sin = x 2 + y 2 r, то формула (21) примет вид:

m x2 + y A= (22) r Поскольку вектор А совпадает с касательной к горизонтальной окружно сти вокруг оси z, то его компоненты равны:

m y m x, Az = 0.

Ax =, Ay = (23) r r Исходя из формул (23) вычислим компоненты вектора В:

A z A y B x = ( rotA ) x = = y z 3 m x z =, r A x A z B y = ( rotA ) y = = z x (24) 3 m y z =, r A y A x B z = ( rotA ) z = = x y m (3 z 2 r 2 ) =.

r Единственным недостатком выражений (20) - (24) является то, что они получены в случае горизонтальной петли (вертикального диполя). Формулы для компонент магнитного поля в случае произвольного расположения петли вы глядят более громоздко, т.к. при расчетах появляются дополнительные углы, однако, ход рассуждений остается прежним. В случае необходимости их можно найти в большинстве справочников.

Далее мы перейдем к расчету магнитного поля, которое создает полубес конечный соленоид, по которому течет ток j. Так как витков у такого соленоида бесконечно много, и мы считаем, что они расположены плотно друг к другу, то его можно представить как совокупность колец с током. Расположим соленоид как показано на рис. 8.5: его ось совпадает с осью z, а центр верхнего кольца расположен в начале координат. В данном случае нас будет интересовать поле не в любой далекой точке, а лишь в точках, расположенных на плоскости xy.

Выше мы отметили, что магнитное поле петли с током эквивалентно по лю магнитного диполя. В нашем случае с ( 0,0, ) r ( x,h,0 ) соленоидом все петли одинаковы по y площади, силе и направлению тока, сле x довательно, внутри соленоида фиктивные j заряды полностью компенсируют друг друга. В результате остаются только два не скомпенсированных гипотетических заряда разного знака на противополож ных концах соленоида. Так как один из них отнесен на бесконечное расстояние, z то вычисляя магнитное поле на плоскости Рис. 8.5. Магнитное поле полубеско нечного соленоида вблизи одного из xy, мы получаем поле фиктивного маг- его концов эквивалентно полю фик тивного магнитного заряда.

нитного заряда одного знака.

Зная формулы для компонент магнитного поля петли с током, несложно получить аналогичные выражения для полубесконечного соленоида. Для этого нужно лишь проинтегрировать (24). Предварительно введем некоторые обозна чения: координаты точки, в которой рассчитывается поле, (x,y,0);

и координаты, центров петель соленоида (0,0, ). Итак, мы получаем:

( ) x z Bx = 3 m d = ( ) x2 + y2 + z 2 x = m ( x2 + y2 + z2 ) ( ) y z By = 3 m d = ( ) x2 + y2 + z 2 (25) y = m ( x2 + y2 + z2 ) ( z ) 2 x 2 y 2 ( z ) Bz = m d = ( ) x2 + y2 + z 2 z = m ( x2 + y2 + z2 ) Формулы (25) являются выражениями компонент магнитного поля фик тивного магнитного заряда.

8.3.4. Прямая и обратная задачи магниторазведки Определим понятия прямой и обратной задачи в магниторазведке:

Прямая задача. Задано тело известной формы, на определенной глубине и с известными магнитными свойствами. Требуется найти элементы магнитного поля на поверхности Земли.

Обратная задача. Дано распределение элементов магнитного поля на по верхности Земли. Требуется составить представление о форме, глубине залега ния, положении тела, в некоторых случаях и о его магнитных свойствах (Фе дынский, 1967).

Все способы решения обратных задач магниторазведки основываются на решении прямых задач.

Решение прямых задач магниторазведки основывается на использовании полученных нами в предыдущем разделе формул для компонент магнитного поля диполя и фиктивного заряда. Так для тел форма, которых аппроксимирует ся шаром, применима формула магнитного поля диполя, для горизонтального кругового цилиндра - горизонтальная дипольная линия, для вертикального стержня - фиктивный заряд, расположенный на его верхней кромке и т.д. Такая замена применима только в том случае, если рассматриваются тела, в которых молекулярные магнитные дипольные моменты равномерно распределены и со направлены. Тела в данном случае называются однородно намагниченными.

Для таких тел вектор намагниченности J является просто произведением числа ориентированных диполей в единице объема и магнитного момента m каждого диполя. Этот способ решения прямой задачи изложен в учебниках по магнито разведке и мы не будем подробно останавливаться на нем.

Нам же предстоит решить прямую задачу магниторазведки в случае не однородно намагниченных тел. Разберемся в причине такого намагничивания.

Случай неоднородных физических свойств тела отбросим. Что же тогда может служить причиной неоднородного намагничивания? В случае однородных по физическим свойствам тел за неравномерное намагничивание отвечает взаимо действие между молекулярными токами. Т.е. каждый, отдельно взятый молеку лярный магнитный момент, ориентируется не только под влиянием внешнего поля, но и под влиянием полей, создаваемых другими молекулярными токами.


Очевидно, что чем больше магнитные моменты молекулярных токов, тем более сильные магнитные поля они создают (см. формулы 24), а следовательно и взаимодействие между ними проявляется сильнее.

Рассмотрим рис. 8.6 на котором условно показано к чему приводит взаимодействие между молекулярны ми токами. На рис. 8.6а представлен б.

а.

некоторый объект, помещенный во внешнее магнитное поле В. Молеку лярные токи на рисунке заменены ди полями и хотя, как мы уже знаем, в в.

природе их не существует нам удобно Рис. 8.6. Изменение угла намагничен воспользоваться таким представлени- ности тела, обусловленное взаимодей ствием молекулярных токов в вещест ем, чтобы рассмотреть силы которые ве.

действуют на них.

Рисунок 8.6б позволяет более детально рассмотреть небольшой фрагмент объекта, изображенного на рис. 8.6а. Магнитные диполи на рисунке направлены по внешнему полю. Наше внимание привлекает центральный диполь - его по ложение на рисунке соответствует положению любого диполя в теле, т.е. над и под ним расположены другие диполи. Стрелками на рисунке обозначены только не скомпенсированные силы (красным и синим цветом) действующие на диполь - это силы притяжения между разноименными зарядами. Зеленые стрелки - это их векторная сумма. Как видно, диполь стремится занять положение под неко торым углом по отношению к полю. Таким образом вещество приобретает на магниченность J под некоторым углом к направлению поля (рис.8.6в). Заме тим, что угол не постоянен в пределах тела. Максимума он достигает в центре объекта и минимален на его краях. Следует отметить, что чем больше отноше ние длины к ширине тела, тем больших значений может достигать. Это пер вый вывод, который можно сделать рассматривая взаимодействие молекуляр ных токов в веществе.

С другой стороны рассмотрим какое по направлению магнитное поле создают молекулярные токи в объекте. Они создают поле направленное проти воположное внешнему полю. Это очевидно, так как здесь мы имеем полную аналогию со стрелкой компаса, которая своим южным полюсом указывает на северный полюс Земли. Таким образом можно сделать второй вывод - при больших значениях магнитных моментов молекулярных токов, последние соз дают магнитное поле противоположное внешнему. Это поле называют размаг ничивающим, и если не учитывать его при расчете намагниченности J, то мы получим завышенные значения.

Теперь все, описанное выше, нам предстоит перевести на язык формул. В рамках данного раздела мы представим вывод формул и алгоритм решения прямой задачи с учетом размагничивания лишь в случае расположения фиктив ных магнитных зарядов на поверхности тела. Будем называть фиктивные по верхностные заряды вторичными источниками. Здесь, как и при рассмотрении поля соленоида будем считать, что магнитные диполи внутри тела компенси руют друг друга.

Как и прежде поместим некоторое тело в однородное внешнее поле В (см. рис.8.7). Магнитную проницаемость тела примем равной µi, а магнитную проницаемость вмещающей среды - µe. Введем понятие поверхностной плотно сти магнетизма :

m =, (27) dS где: m - магнитный заряд, приходящийся на единицу поверхности dS.

При переходе границы тела нормальная компонента магнитного k/2 k/ поля должна оставаться постоянной, µi µe т.к. силовые линии магнитного поля 1n не имеют разрывов.

Следовательно для некоторого элемента поверхности dSk мы можем записать граничные условия (очевид но они будут справедливы для всех Рис. 8.7. Поверхность тела помещенно остальных элементов поверхности) в го во внешнее магнитное поле можно представить как совокупность вторич виде:

ных источников.

B (ni ) = B (ne ), (28) где индекс «i» - означает область внутри, а «е» - вне тела.

В свою очередь посмотрим чему равны нормальные компоненты:

внеш k Bne ) = µ e Bn + (, (29) внеш k Bni ) = µ i Bn (. (30) В уравнениях (29) и (30) B внеш - обозначает проекцию на нормаль внеш n него поля, равного сумме внешнего однородного поля и полей вторичных ис точников. Знак «минус» в (30) говорит о том, что вектор нормали направлен в сторону вмещающей среды.

Подставим уравнения (29) и(30) в граничные условия (28):

внеш k внеш k µ e Bn + = µ i Bn (31) 2 k (µ i µ e ) Bn = (µ i + µ e ) внеш (32) µ µ e внеш 2 i Bn = k (33) µi + µ e Так как B внеш является суммой внешнего поля и полей создаваемых фик n тивными поверхностными зарядами, то мы можем записать:

U внеш = Bn + j dS, o (34) Bn S n где: j - поверхностные плотности магнетизма всех остальных элементов по верхности, кроме dSk;

U - скалярный потенциал фиктивного магнитного заряда (26).

Подставляя (34) в (33) мы получаем интегральное уравнение Фредгольма 2-го рода относительно k:

() 0 U k = K Bn j dS +, (35) S n k µ µe где: K = 2 i (36) µi + µ e или с учетом соотношения (5):

i e K = 2. (37) 2 + i + e Численное решение интегрального уравнения (35) можно получить пу тем его преобразования в систему линейных алгебраических уравнений. Для этого поверхностный интеграл в (35) заменяется на сумму:

() U N k + K j = K Bn. (38) n k j = jk В результате решения системы (38) мы получаем плотности поверхност ных фиктивных магнитных зарядов, распределенных по элементам разбиения.

Расчет магнитного поля от которых осуществляется по формулам (25).

На основе, описанного выше алгоритма решения прямой задачи, для сильномагнитных объектов на кафедре геофизики геологического факультета МГУ А.Ю. Паленовым разработана программа MONOPOL.

8.3.5. Моделирование сильномагнитных объектов В этом разделе мы приведем пример математического моделирования магнитного поля от сильномагнитных объектов по программе МОNOPOL. Це лью моделирования является исследование структуры аномальных магнитных полей в зависимости от магнитных свойств трубы, а также изменения угла на клона внешнего магнитного поля.

магнитная восприимчивость, ед.СИ 0.005 1 10 Та,нТл Та,нТл Та,нТл Та,нТл 2 2 2 5.0 600 4.5 1 1 1 4.0 500 1200 3.5 450 1100 3.0 I=90 350 0 0 0 2.5 700 2.0 250 600 1.5 200 500 -1 -1 - -1 1.0 100 0.5 100 0.0 0 0 -2 -2 - -2 - -0.5 -50 - -2 -1 0 1 2 -2 -1 0 1 2 -2 -1 0 1 -2 -1 0 1 -100 -0.5 5.5 -50 700 -100 Та,нТл Та,нТл Та,нТл Та,нТл 2 2 2 650 5.0 600 4.5 550 1 1 1 4.0 500 3.5 450 1200 400 3.0 I=80 350 0 0 0 2.5 300 2.0 250 1.5 200 400 -1 -1 -1 - 150 - 1.0 100 - 0.5 50 - 0.0 - 0 - -2 -2 -2 - -0.5 -50 -400 - -2 -1 0 1 2 -2 -1 0 1 2 -2 -1 0 1 2 -2 -1 0 1 -0.5 5.5 -50 700 -400 2000 -2500 Та,нТл Та,нТл Та,нТл Та,нТл 2 2 2 2800 4.5 600 наклонение 4.0 2000 1 1 1 3.5 450 3.0 350 2.5 I=60 0 0 0 0 300 2.0 - 200 - 1.5 - - 1.0 - -1 -1 -1 - 100 - - - 0.5 - - - - 0.0 - -50 - - -2 -2 -2 -2 - -0.5 -100 - -2 -1 0 1 2 -2 -1 0 1 2 -2 -1 0 1 2 -2 -1 0 1 -0.5 5.0 -100 700 -1400 3000 -10000 Та,нТл Та,нТл Та,нТл Та,нТл 2 2 2 2 550 3.5 500 3.0 1 1 1 2500 2.5 2000 2.0 I=30 1.5 0 0 0 150 1.0 100 0 - 50 -500 - 0. 0 - - - 0. -1 -1 -1 -1 - - -100 - - -0.5 -150 - - -200 - -1. - -250 - -2 -2 -2 - -1.5 -300 -3500 - -2 -1 0 1 2 -2 -1 0 1 2 -2 -1 0 1 2 -2 -1 0 1 -18000 -1.5 4.0 -300 600 -3500 Та,нТл Та,нТл Та,нТл Та,нТл 2 2 2 2 450 2.0 350 3000 1.5 2500 1 1 1 1.0 150 0.5 100 50 0 0 0 0 0.0 I=0 - -50 - - -0.5 -100 - - -150 -1500 - -1.0 - -2000 - -1 -1 -1 - - - - -1.5 -300 - - -350 - - -2.0 -400 - - -450 - -2 -2 -2 - -2.5 -500 -4500 - -2 -1 0 1 2 -2 -1 0 1 2 -2 -1 0 1 2 -2 -1 0 1 -22000 -500 500 -4500 -2.5 2. Рис. 8.8 Карты магнитного поля над моделью, имеющую форму парал лелепипеда, при различных значениях магнитной восприимчивости и различных углах наклона внешнего поля.

В качестве первого приближения использовалась модель в форме парал лелепипеда соотношение геометрических параметров которой близка к пара метрам трубы: глубина центра параллелепипеда 1 м, длина 2 м, площадь сече ния 0.01 м2.

Магнитные поля от такой модели представлены на рис. 8.8. Рисунок имеет форму таблицы, где по горизонтали меняется магнитная восприимчи вость, а по вертикали угол наклона внешнего магнитного поля (наклонение).

Как видно результаты расчетов нТл подтверждают наши основные утвер- Наклонение (градусы):

ждения о размагничивании : Тmax 1.Амплитуда магнитного поля растет непропорционально изменению 100 ед.СИ 0.005 Магнитная восприимчивость магнитных свойств. На рис. 8.9 и 8. Рис. 8.9. График зависимости макси представлены графикизависимости мальной амплитуды аномалии от зна чений магнитной восприимчивости.

максимальной амплитуды анома- нТл лии от изменения магнитной вос- Магнитная восприимчивость 10000 (ед.СИ):

приимчивости и намагниченности. 0, Тmах 2.При повышении магнит- 100 ных свойств вещества вектор на- 0 градусы 90 80 Наклонение магниченности стремиться ориен тироваться вдоль длинной оси тела. Рис. 8.10. График зависимости макси мальной амплитуды аномалии от накло 8.4. Аппаратура нения.

Наземная аппаратура, которая используется для измерения магнитных полей принято классифицировать по типу магниточувствительного элемента.

1. Оптико-механические приборы, магниточувствительным элементом которых является магнитная стрелка (магнитная система), отклоняющаяся под действием магнитного поля Земли в точке измерения. Значение магнитного по ля определяется оптическим способом по углу наклона магнитной стрелки. С этих приборов, называемых магнитными весами, началась магниторазведка.

Первые из них были созданы еще в прошлом веке. Оптико-механические при боры служат для измерения относительных приращений компонент магнитного поля. Чувствительность приборов характеризуется значениями от 5 до 10 нТл, значительной зависимостью от внешних факторов (температуры и т.п.) и не стабильностью упругих характеристик магнитной системы.

В настоящее время этот тип приборов не выпускается и имеет ограни ченное применение.

2. Феррозондовые магнитометры имеют чувствительный элемент в виде катушки с сер дечником, изготовленным из сплава с высокой магнитной проницаемостью, сильно меняющейся при слабых изменениях магнитного поля. Изме нения электромагнитных параметров определяют магнитное поле. Рис. 8.11. Феррозондовый Феррозондовые магнитометры измеряют магнитометр. Магниточув ствительный элемент за относительные изменения любой (в зависимости креплен на зрительной тру от ориентации датчика) компоненты магнитного бе теодолита.

поля. Чувствительность магнитометров зависит от типа феррозонда и изменяет ся в широких пределах от 0.1 нТл до 200 нТл В последнее время широкое рас пространение приобрели феррозондовые магнитометры с магниточувствитель ным элементом, закрепленным на зрительной трубе теодолита (рис. 8.11). Такая комбинация позволяет не только ориентировать датчик магнитометра с высокой точностью (до 1 секунды), но и помимо значений магнитного поля измерять уг лы магнитного наклонения и склонения.

3. Магнитометры имеющие в качестве магни точувствительного элемента колбу с жидкостью, со держащую большое количество ядер водорода - про тонов (например керосин) получили название про тонных (см. рис 8.12.). Колба с этой жидкостью по мещается внутри питающей (поляризационной) катушки, в которой с помощью постоянного тока от батарейки создается магнитное поле. Его надо на править перпендикулярно полному вектору магнит ного поля Земли в данной точке. Жидкость “намаг ничивается” в течении примерно двух секунд, и все Рис.8.12 Протонный магнитометр. Магнто протоны, которые можно считать элементарными чувствительный элемент находится за спиной у магнитиками, устанавливаются вдоль намагничи оператора.

вающего поля. Затем намагничивающее поле быстро выключается. Протоны, стремясь установится вдоль вектора Т,колеблются (прецессируют) вокруг него и индуцируют в измерительной катушке очень сла бую ЭДС, частота которой пропорциональна величине поля Т.

Протонные магнитометры измеряют абсолютное значение магнитного поля. В зависимости от марки магнитометров чувствительность меняется от 0. нТл до 1 нТл.

4. В квантовых магнитометрах(см. рис. 8.13), предназначенных для измерения абсолютных значе ний магнитного поля, используют так называемый эффект Зеемана. Атомы, обладающие магнитным мо ментом, при попадании в магнитное поле приобрета ют дополнительную энергию, частота излучения ко торой пропорциональна полному вектору магнитной индукции этого поля в точке наблюдения. Чувстви тельным элементом магнитометра является сосуд, в Рис. 8.13 Квантовый котором имеются пары цезия, рубидия или гелия. В магнитометр. Магнито результате вспышки монохроматического света (ме- чувствительный эле мент ориентирован по тод оптической накачки) электроны паров переводятся направлению магнит с одного энергетического подуровня на другой. Воз- ного поля.

вращение их на прежний уровень после окончания на качки сопровождается излучением энергии с частотой, пропорциональной вели чине магнитного поля.

Квантовые магнитометры измеряют абсолютное значение магнитного поля. В использовании этот тип магнитометров практически не отличается от протонных, за исключением более жестких требований к ориентировке магни точувствительного элемента.

Все описанные типы наземной магниторазведочной аппаратуры могут быть использованы для производства магнитных съемок над трубопроводами.

Выбор того или иного типа будет определяться поставленной задачей или мето дикой съемки.

8.5. Методика съемки Методика съемки подразумевает совокупность и последовательность правил и операций натурных полевых наблюдений по измерению какой-либо компоненты магнитного поля, обеспечивающих оптимальное решение постав ленной задачи. Выбор методики маг нитной съемки целиком определяется характеристиками целевого объекта и Т, нТл поставленной задачей. В магнитораз- ведке существует два типа задач: 8: 8: 8: 8: 8: 8: 9: 9: 9: 9: 10: 10: 8: 8: 9: 9: 10: 9: 9: 1. Обнаружение аномалий от целевых время объектов (аномалия фиксируется в 3-х Рис. 8.14. График суточных вариаций точках на трех профилях). магнитного поля. Крым, июнь 2. Детальное исследование целевых 1997год.

объектов (аномалия фиксируется в точках на 10 профилях).

Магнитные наблюдения производят либо по профилю, либо по системе профилей, расположенных в пределах изучаемой площади. Для надежного об наружения аномалий расстояние между профилями должно быть по крайней мере в 2 раза меньше протяженности исследуемой аномалии, а расстояние меж ду точками на профиле в 2 раза меньше ширины аномалии. При детальных ис следованиях шаг наблюдений сгущается от 3 до 5 раз.

Таким образом, сеть наблюдений определяется ожидаемыми размерами аномалий. В свою очередь ожидаемые размеры аномалий определяются иссле дователем исходя из предварительной информации об объекте исследования:

размеры объекта, глубина залегания, его магнитные свойства. Основной особенностью магнит Т, нТл ного поля Земли является изменение его и в пространстве и во времени. Измене- 12: 12: 11: 11: 11: 11: 11: 12: 12: 12: 12: 12: 12: 12: 13: 13: 11: ние магнитного поля Земли в одной ста- время Рис. 8.15. График вариаций магнит ционарной точке принято называть ва- ного поля, обусловленных промыш ленными помехами. Музей заповед риациями.

ник «Коломенское». Сентябрь год.

Вариации разделяются на периодические и апериодические, длиннопе риодические и короткопериодические. Вариации всегда исключаются из на блюдений магнитного поля над целевым объектом. К длиннопериодическим ва риациям относят вековые и годовые вариации, скорости изменения и амплиту ды которых, не значительны. Су датчик точные вариации относятся к пе профиль точка риодическому типу. Их средняя ам- наблюдения плитуда для средних широт изменя- объект исследования ется в пределах от -20 до 20 нТл за 24 часа (см. рис.8.14). В случае ко гда, суточные вариации осложнены электоромагнитными помехами от Рис. 8.16. Методика магнитной съемки при поиске трубопровода.

индустриальных объектов интен сивность изменения и амплитуды вариаций магнитного поля значительно воз растают (см. рис. 8.15).

Рассмотрим конкретный пример. Целевой объект - трубопровод. В зада чу исследователя входит определение местоположения трубопровода (см.

рис.8.16).

При подобного рода ис 56800 Т, нТл следованиях профиль наблюде- ния должен располагаться пер- пендикулярно ожидаемому про стиранию объекта (трубопрово Ме тр да). Положим теоретические ы расчеты показывают, что шири- на ожидаемой аномалии от тру- Метры бопровода - 6 м. Исходя из этого Рис. 8.17. Графики наблюденного магнитно максимально допустимое рас- го поля над трубопроводом.

стояние между точками наблю дения на профиле 2 м, а минимальное определяется требуемой точностью в ука зании местоположения оси трубопровода.

Как правило, сильномагнитные объекты, к которым относятся и трубо проводы, создают интенсивные аномалии (более 1000 нТл). В то время как ин тенсивность вариаций магнитного поля по крайней мере на порядок меньше (см. рис.8.14, 8.15). Поэтому при задачах обнаружения учет вариаций не обяза телен.

Результат профильных измерений приведен на рис. 8.17. На графиках отчетливо прослеживается ось трубы по максимальным значениям наблюденно го поля Т.

После определения положе рядовые ния трубопровода можно перейти к точки контрольные точки детальному исследованию целевого объекта: производству магнитной объект исследования съемки по системе профилей. Так как в этом случае сеть наблюдений покрывает некоторую площадь, то такая съемка называется площад- Рис. 8.18. Методика площадной магнит ной съемки ной (см. рис. 8.18). Размер сети на блюдений определяется аналогично тому как мы описали выше.

Подобные исследования позволяют изучить характер распределения магнитного поля в плане. И выявить не только местоположение трубопровода, но и особенности магнитного поля связанные с различными марками стали от дельных видов труб, разными способами их изготовления (см. главу 14) и др.

В этом случае интересующие нас ано малии магнитного поля могут быть соизме римы с интенсивностью вариаций магнитного поля, что требует их учета и исключения из аномального магнитного поля.

Учет вариаций магнитного поля может быть прямым или косвенным. В первом слу- Рис. 8.19. Прибор измеряю чае наблюдение вариаций проводится магни- щий градиент магнитного по ля - градиентометр.

то - вариационной станцией, в качестве кото рой может использоваться, описанные выше протонные или квантовые магни тометры.

За рубежом широкое распространение приобрели приборы, измеряющие горизонтальный или вертикальный градиент магнитного поля - так называемые градиентометры (см. рис. 8.19). У этих приборов есть преимущество: при их ис- Ta,нТл пользовании пропадает надобность в учете М вариаций. Такой прибор имеет два магни- точувствительных датчика, расположен- ных на определенном расстоянии - базе, измерение на которых происходит одно- - временно. Следовательно разность пока - заний двух датчиков не искажена вариа- 60 М 30 40 циями магнитного поля.

Рис. 8.20. Карта аномального маг На завершающем этапе производ- нитного поля над участком трубо провода.

ства магнитной съемки оценивается точ ность наблюдений по повторным измерениям на контрольных точках, жестко закрепленных на местности (см. рис.8.18). Оценка точности измерения прово дится по формуле:

n i i = =±, 2n где: i - разности первичных и вторичных измерений на контрольных точках, n количество контрольных точек.

Основным результатом площадных магнитных измерений является карта аномального магнитного поля, сечение которой выбирается равным 3 (см. рис.

8.20).

Литература к главе 8.

1. Э. Парселл. Берклиевский курс физики. Том 2 «Электричество и магнетизм».

Москва. Изд-во «Наука». 1983г.

2. Р. Фейнман, Р. Лейтон, М. Сэндс. Фейнмановские лекции по физике. Том «Электричество и магнетизм». Москва. Изд-во «Мир». 1966г.

3. Ю.И. Кудрявцев. Теория поля и ее применение в геофизике. Ленинград. Изд во «Недра». 1988г.



Pages:     | 1 |   ...   | 4 | 5 || 7 | 8 |   ...   | 9 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.